Авторефераты по всем темам >>
Авторефераты по земле
МОСКОВСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИСТЕТ им. М.В. ЛОМОНОСОВА ГЕОГРАФИЧЕСКИЙ ФАКУЛЬТЕТ На правах рукописи
Тужилкин Валентин Сергеевич
Сезонная и многолетняя изменчивость термохалинной структуры вод Черного и Каспийского морей и процессы ее формирования
25.00.28 - океанология
Автореферат диссертации на соискание ученой степени доктора географических наук
Москва - 2008
Работа выполнена на географическом факультете Московского государственного университета имени М.В. Ломоносова
Официальные оппоненты:
Доктор географических наук, профессор Михайлов Вадим Николаевич, МГУ им. М.В. Ломоносова Доктор физико-математических наук, член-корреспондент РАН Ибраев Рашит Ахметзиевич, Институт прикладной математики РАН, Доктор географических наук Завьялов Петр Олегович, Институт океанологии им. П.П. Ширшова РАН, Ведущая организация Институт водных проблем РАН
Защита состоится 18 декабря 2008 г. в 15 часов на заседании диссертационного совета Д 501.001.68 при Московском государственном университете им. М.В.
омоносова по адресу: 119991, Москва, ГСП-1, Ленинские горы, МГУ, географический факультет, тел. 939-14-20, e-mail science@geogr.msu.ru
С диссертацией можно ознакомиться в научной библиотеке географического факультета МГУ им. М.В. Ломоносова, главный корпус, 21-й этаж Автореферат разослан л ноября 2008 г.
Ученый секретарь диссертационного совета, доктор геолого-минералогических наук В.С. Савенко
ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАБОТЫ
Предмет исследования Сезонная и многолетняя пространственно-временная изменчивость крупномасштабной термохалинной (температурной, соленостной и плотностной) структуры морских вод - трехмерного расположения водных слоев с характерными термохалинными (T,S) свойствами.
Объекты исследования Черное и Каспийское моря, относящиеся к классу глубоких внутренних морей с ярко выраженной спецификой морских природных (в том числе термохалинных) условий и процессов.
Актуальность проблемы Актуальность работы в широком смысле обусловлена тем, что T,Sструктура морских вод определяет крупномасштабную термодинамику и бароклинную динамику вод моря, в т.ч. связанные с ними опасные явления (внутренние боры, заморы и др.); представляет собой фундаментальную абиотическую компоненту морской экосистемы и, одновременно, наиболее массовый, надежно определяемый и информативный индикатор ее состояния.
Особая актуальность исследования T,S-структуры вод глубоких внутренних морей - Черного и Каспийского обусловлена ее высокой лабильностью и повышенной чувствительностью к глобальным климатическим изменениям и антропогенным воздействиям; резкой активизацией морской деятельности на этих морях, прежде всего, ресурсодобывающей и транспортной, требующей природоохранного обеспечения и контроля;
значительным промежутком (около 20-ти) лет, прошедшим со времени последних обобщающих отечественных исследований проблемы по данным натурных наблюдений в Черном и Каспийском морях, в течение которого доступная информационная основа возросла по объему по Черному морю более чем в 2 раза, по Каспийскому морю - в 5 раз.
Цель и задачи исследования Цель: количественное уточнение известных и установление новых закономерностей и механизмов формирования климатической сезонной и многолетней изменчивости крупномасштабной термохалинной структуры вод Черного и Каспийского морей на основе наиболее полных архивных массивов натурных данных и современных методов их анализа.
Задачи:
Х разработка компьютерной технологии - комплекса системно-независимых специализированных программных средств климатолого-статистической обработки и анализа больших архивных массивов данных судовых глубоководных гидрологических наблюдений в соответствии с рекомендациями Мирового центра океанографических данных;
Х получение количественных характеристик климатической сезонной и многолетней изменчивости крупномасштабной T,S-структуры вод Черного и Каспийского морей с оценкой их достоверности на основе применения разработанной технологии к архивным данным судовых глубоководных гидрологических наблюдений в этих морях для многоцелевого научного и прикладного использования;
Х определение степени общности и специфичности сезонных и многолетних T,S-процессов в Черном и Каспийском морях;.
Х выяснение доминирующих гидрофизических механизмов и процессов формирования сезонной и многолетней изменчивости T,S-структуры вод в Черном и Каспийском морях, их связей с внешними воздействиями и следствий для функционирования морских экосистем.
Использованные данные и методы исследования Информационная основа исследования - архивные данные судовых наблюдений вертикальных T,S-профилей (около 120 тысяч в Черном и 60 тысяч в Каспийском морях) и береговых наблюдений на гидрометеорологических станциях за последние 50 лет. Основной источник данных - ЦОД ВНИИГМИМЦД (г. Обнинск), около 10% было получено в результате двухсторонних обменов и собственных экспедиций кафедры океанологии географического факультета МГУ им. М.В. Ломоносова, в т.ч. с участием автора диссертации.
Работа с архивными данными проводилась в рамках Федеральных научных программ Моря России, Мировой океан, ЕСИМО.
Для обработки и анализа данных были разработаны и использованы специализированные программные средства получения количественных климатических характеристик и параметров многолетних вариаций T,S-структуры, а также применены современные программные средства статистического, спектрального, факторного и др. видов анализа и графического представления результатов (Statistika, Grapher, Surfer, ArcView GIS и др.).
Положения, выносимые на защиту Х Годовой цикл изменчивости T,S-структуры основных бароклинных слоев в глубоких внутренних морях - Черном (50-200 м) и Каспийском (20-100 м) определяется двумя доминирующими пространственными модами квазигеострофической реакции этих морей на сезонные вариации внешних динамических воздействий (главным образом, ветровой завихренности):
крупномасштабной стоячей (КМ) и суббассейновой амфидромической (СБМ), обладающей планетарно-волновыми свойствами.
Х В Черном море суббассейновая мода с длиной волны 300-400 км питается механической энергией крупномасштабной моды - Основного черноморского течения (ОЧТ) и связанной с ним фронтальной зоны (ОФЗ) и, таким образом, служит основной причиной значительного уменьшения последней от конца зимы к осени, в свою очередь СБМ передает энергию синоптическим вихрям;
Х В Каспийском море суббассейновая мода с длиной волны 200-300 км играет важную роль в динамическом взаимодействии Среднего и Южного Каспия через Апшеронский порог, которое летом определяется интенсивным апвеллингом у восточного берега Среднего Каспия, сопровождаемым переносом вод в Южный Каспий и бета-накачкой в нем циклонической завихренности общей циркуляции, а зимой - дрейфовым переносом более теплых вод из Южного Каспия, модулирующим интенсивность конвективного перемешивания в Среднем Каспии;
Х Значительное обновление (вентиляция) вод холодного промежуточного слоя Черного моря происходит в суровые зимы на большей части его акватории (за исключением юго-восточной и кавказской прибрежных зон); при этом соленость, плотность и потенциальная завихренность вод в центральной области круглый год выше, чем в прибрежной зоне, что свидетельствует о слабом водообмене через ОФЗ; этот режим нарушается вихреобразованием в результате гидродинамической неустойчивости ОЧТ, но значительно более редким, чем, например, в районе Гольфстрима;
Х В Каспийском море до начала 1980-х гг. основным механизмом вентиляции вод глубоководных котловин был склоновый каскадинг зимних вод с восточных шельфов Среднего и Южного Каспия, локальная зимняя конвекция над котловинами не проникает ниже 100 м с 1960-х гг.;
Х Многолетняя изменчивость T,S-структуры в Черном и Каспийском морях характеризуется преобладанием негармонических периодичностей и быстрых режимных сдвигов, разделяющих временные интервалы различной длительности (от нескольких лет до десятилетий) с существенно разными параметрами межгодовых вариаций по уровню средних значений, дисперсии, периодам и локальным тенденциям;
Х Наиболее известный в мировой климатологии режимный сдвиг 1976-1978 гг. в Черном море проявился в последующем понижении (до середины 1990-х гг.) зимней температуры и солености поверхностного слоя и ХПС, а также в повышении летней поверхностной температуры воды, что привело к усилению статической устойчивости основного бароклинного слоя на 14% и повышенной консервации в нем холодных промежуточных вод;
Х В Каспийском море режимный сдвиг 1976-1978 гг. сопровождался изменением типа термохалинной стратификации вод: от субтропического с абсолютным летним максимум солености в поверхностном слое и вертикальной гомохалинностью в остальные сезоны к субполярному с устойчивой соленостной стратификацией, что привело к двукратному увеличению статической устойчивости вод ниже 100 м, почти полному прекращению вентиляции глубинных вод Каспия (склонового каскадинга) и чрезвычайному уменьшению в них концентрации растворенного кислорода;
Х Одновременно, в обоих морях возросла интенсивность фронтальных зон:
зимней ОФЗ на горизонте 100 м в Черном море на 25%, летней фронтальной зоны апвеллинга на горизонте 20 м в Каспийском море - в 2 раза;
Х Физически обоснованные связи этих процессов с внешними факторами (локальными потоками тепла, влаги и относительной завихренности ветра, индексами крупномасштабной атмосферной циркуляции) прослеживаются на качественном уровне при масштабах осреднения порядка 5-ти лет и более, вместе с тем, количественные статистические связи (в т.ч. на основе технологии искусственных нейронных сетей) не имеют прогностической ценности.
Научная новизна Помимо изложенных выше защищаемых положений новизной обладают:
технология получения характеристик крупномасштабной термохалинной структуры вод морей, их климатической сезонной и многолетней изменчивости по архивным данным судовых глубоководных гидрологических наблюдений с оценкой статистической достоверности результатов; различные версии (по средним и медианным значениям, алгоритму Крессмана-Барнса) четырехмерных (x,y,z,t) климатических цифровых полей температуры и солености, параметров вертикальной T,S-структуры вод, а также их стандартных погрешностей в узлах регулярной сетки с горизонтальной дискретностью около 20 км; двумерные {(x,y), (x,z), (x,t)} и одномерные (z и t) сечения полей (в форматах графических пакетов и ArcView GIS 3.2); временные ряды и пространственно-временные диаграммы многолетней изменчивости T,Sструктуры вод Черного и Каспийского морей.
Достоверность и обоснованность результатов Достоверность и обоснованность результатов определяется большим объемом исходных данных наблюдений, использованием широко известных современных методов, алгоритмов и программных средств их статистической и графической обработки и анализа (названных выше), сопоставлением результатов, полученных различными методами, а также с опубликованными теоретическими оценками исследуемых процессов.
Практическое значение результатов Практическая значимость полученных результатов определяется связью работы с государственными и международными проектами, в том числе:
Х госбюджетными и хоздоговорными проектами кафедры океанологии географического факультета МГУ в 1977-2008 гг.;
Х проектом 1.7.5.1 "Моря России" Росгидромета;
Х проектом "Каспийское море" ФЦНТП "Исследование Мирового океана, Арктики и Антарктики";
Х проектами 6.1, 6.2, 7 и 8 Подпрограммы ИПМО ФЦП "Мировой океан";
Х проектом 4 Подпрограммы ЕСИМО ФЦП "Мировой океан;
Х проектом 1.5.36 Подпрограммы "Гидрометеорологическое обеспечение безопасной жизнедеятельности и рационального природопользования" ФЦП "Экология и природные ресурсы России";
Х Грантами РФФИ: № 94-05-16922, № 03-05-96630, № 03-05-96630;
Х Международными проектами: BSEP, CEP, MEDAR, ASCABOS.
Полученные результаты представлены в гео-информационных системах, электронных атласах и справочниках, созданных в рамках названные выше российских и международных проектов. Климатические поля температуры и солености Черного и Каспийского морей неоднократно использовались в качестве начальных условий в гидродинамических моделях, разработанных в России (ИВМ РАН, ГОИН) и за рубежом (Институтом океанологии БАН, Болгария).
Отредактированные массивы архивных судовых данных в Черном море использовались ВНИИГМИ-МЦД при контроле баз данных в рамках международного проекта MEDAR. Полученные в диссертации результаты используются при чтении спецкурсов на кафедре океанологии географического факультета МГУ имени М.В. Ломоносова (Региональная океанология, Синоптическая изменчивость вод Мирового океана).
ичный вклад автора Автор лично обрабатывал и анализировал фактический материал, а также интерпретировал результаты и формировал выводы исследований во всех совместных исследованиях и на всех этапах работы над диссертацией.
Компьютерная технология разработана и использована лично автором.
Апробация работы Результаты работы докладывались на заседаниях и семинарах кафедры океанологии географического факультета МГУ и ученых советах ГОИН в 19802000-х гг., на 10-ти международных и 10-ти российских конференциях (см.
список опубликованных тезисов).
Публикации По теме диссертации опубликовано 50 научных работ, из них 9 - в рецензируемых журналах по перечню ВАК, 1 монография в соавторстве, 8 глав в 4-х коллективных монографиях (в т.ч. в 2-х, изданных за рубежом); а также тезис научных докладов на российских и международных конференциях.
Структура и объем работы Диссертация состоит из введения, 4 глав, заключения и списка литературы из 289 наименований. Общий объем диссертации - 313 страниц, включая 136 рисунков и 14 таблиц.
Благодарности Автор глубоко благодарен профессору А.Н. Косареву за многолетнее постоянное внимание к работе, плодотворное сотрудничество и поддержку исследований, заведующему кафедрой океанологии географического факультета МГУ, члену-корреспонденту РАН С.А. Добролюбову и директору ГОИН В.Ф. Комчатову, обеспечившим творческую атмосферу исследований и их связь с названными выше проектами. Особая признательность - моим безвременно ушедшим друзьям-коллегам, к.г.н. А.С. Блатову и д.г.н. А.Е. Михинову, с которыми автор начинал настоящую работу и светлой памяти которых она посвящается.
СОДЕРЖАНИЕ РАБОТЫ
Во введении обоснована актуальность работы, сформулированы ее цель и задачи, представлены положения, выносимые на защиту, показана научная новизна и практическая значимость полученных результатов и выводов.
В первой главе представлена история развития научных представлений о сезонной и многолетней изменчивости термохалинной структуры вод Черного (ЧМ) и Каспийского (КМ) морей и механизмах ее формирования. Первые научно-обоснованные представления об их основных гидрологических чертах были сформированы в начале ХХ века И.Б. Шпиндлером, Ю.М. Шокальским, Н.М. Книповичем на основе первых специализированных экспедиционных исследований 1890-1920-х гг. Особо следует отметить обстоятельные исследования Н.М. Книповича по Каспийскому морю (1921) и по Черному морю (1933). В них отражена значительная часть основных физикоокеанографических особенностей этих морей, известных в настоящее время.
Многим из них уже тогда была дана адекватная качественная интерпретация. В частности, было отмечено, что немеханические факторы формирования сезонной изменчивости T,S-структуры (потоки тепла и влаги через внешние границы) морей активно действуют лишь в их тонких верхних слоях (порядка 30-50 м). В подповерхностных основных бароклинных слоях (ОБС) внутригодовая эволюция крупномасштабной T,S-структуры вод морей неразрывно связана с сезонной динамикой их общей циркуляции. Еще ниже (на глубинах более 200-300 м) пространственно-временная T,S-изменчивость весьма слаба и не имеет отчетливых сезонных сигналов.
В дальнейшем, до начала массовых систематических судовых наблюдений в 1950-х гг. развитие представлений и идей о T,S-структуре ЧМ и КМ протекало в условиях дефицита достоверных данных благодаря высокому научному интеллекту исследователей. В качестве замечательных примеров отмечены схема геострофической общей циркуляции вод ЧМ Г. Неймана (1942) по данным 221 судовой станции, гипотеза А.Г. Колесникова (1953) об адвективной природе черноморского холодного промежуточного слоя (ХПС), анализ С.В. Бруевичем (1937) перестройки гидролого-гидрохимической структуры вод КМ в период резкого падения его уровня в 1930-х гг. и др.
Накопление систематических наблюдений на сети стандартных разрезов и в отдельных судовых съемках 1950-1960-х гг. позволило перейти к количественному описанию T,S-климата и его многолетних вариаций в ЧМ и КМ. Этим вопросам были посвящены монографии Д.М. Филиппова (1968) по ЧМ и А.Н. Косарева (1975) по КМ, в которых впервые было предпринято осреднение архивных массивов данных (порядка 10 тыс. станций в каждом море) по полуградусным сферическим трапециям, что позволило количественно развить и детализировать сложившиеся ранее представления о T,S-структуре вод морей. Следует также отметить месячные поля поверхностной температуры воды, опубликованные в гидрометеорологических атласах КМ (1955) и ЧМ (1956) под редакцией В.С. Самойленко, которые достаточно хорошо соответствуют современным данным.
В полной мере возможности климатолого-статистического обработки архивных массивов судовых данных начали реализовываться с активным внедрением в этот процесс компьютерных вычислительных средств и методов в 1980-1990-х гг. Выход в свет атласа Мирового океана С. Левитуса (1982) дал толчок в сторону лобъективизации методов такой обработки и одновременно показал необходимость экспертных решений возникающих в этом процессе проблем. Климатические сезонные T,S-поля ЧМ, полученные в результате объективной (сплайновой) интерполяции 25 тыс. судовых станций, осредненных по 1-градусным трапециям, на регулярную сетку с шагом 20 мин.
по широте и 30 мин. по долготе (20'х30') в монографии (Блатов, Булгаков, Иванов, Косарев, Тужилкин, 1984), позволили сформировать первое количественное представление о 4-мерной (x,y,z,t) внутригодовой эволюции черноморской T,S-структуры вод. В частности, была установлена вертикальная когерентность ОБС (постоянного халоклина) ЧМ, проявившаяся в тесной корреляции поля солености на горизонте 200 м с динамической топографией верхнего 300-м слоя, отражающей связь между черноморской T,S-структурой и общей циркуляцией через механизмы, обеспечивающие баланс потенциальной завихренности. Впервые показаны климатические проявления адвективного распространения вод ХПС из северо-западного в юго-восточный район и далее вдоль Кавказского побережья ЧМ.
Дальнейшее увеличение количества судовых T,S-наблюдений, совершенствование методов их контроля, редакции и получения климатических норм проявились в улучшении пространственно-временного разрешения и качества климатических T,S-полей ЧМ (40'х60' в Альтман, Гертман, Голубева, 1987, 21'х28' в Еремеев, Иванов, Тужилкин, 1991, 20'х30' в Белокопытов, 2004) и КМ (24'х32' в Косарев, Тужилкин, 1995). Это позволило выявить довольно тонкие черты годового цикла их эволюции. В (Еремеев и др., 1991) было впервые прослежено фазовое смещение суббассейновых неоднородностей (СБН) поля солености ЧМ на горизонте 100 м, соответствующее динамике планетарных волн. Впоследствии были получены теоретические (Rachev, Stanev, 1997, Stanev, Rachev, 1999) и спутниковые (Stanev et al., 2000, Korotaev et al., 2002) подтверждения значимости этих процессов. Более детальное исследование этого вопроса показало циклонический амфидромический характер внутригодового перемещения СБН (Тужилкин, 1999, 2005).
Столь же (и даже более) активно в последние десятилетия ведутся исследования многолетней изменчивости T,S-структуры ЧМ и КМ. В диссертации представлена развернутая ретроспектива этого направления мореведения, даны сводки выявленных периодичностей и параметров трендов T,S-характеристик.
Специальное внимание в 1-й главе диссертации уделено годовому циклу и многолетней изменчивости внешних термо- и гидродинамических воздействий на ЧМ и КМ (поверхностных потоков тепла, влаги, тангенциального напряжения ветра и его относительной завихренности).
Показано, что большая сезонная и многолетняя изменчивость этих потоков - мощный фактор нестационарности T,S-структуры ЧМ и КМ в соответствующих диапазонах масштабов.
Во второй главе рассмотрены методическая и информационная основы исследования. Многоступенчатый процесс семантического контроля и редакции исходных архивных данных судовых глубоководных T,Sнаблюдений, получения климатических T,S-характеристик и параметров T,Sструктуры в узлах регулярной 4-мерной (x,y,z,t) сетки, формирования их многолетних рядов реализован автором в виде компьютерной технологии, представляющей собой комплекс из более 20-ти программных модулей, связанных между собой потоками данных. Каждый модуль легко настраивается пользователем на обработку данных конкретной пространственно-временной конфигурации. Семантический контроль и редакция исходных данных осуществляются в соответствии с рекомендациями Мирового центра данных, сформированными при подготовке электронных атласов Мирового океана (в частности, версии WOA-2005). Дополнительно были введены более жесткие критерии: рассматривались только одновременные пары T,S-профилей с вертикальной дискретностью, близкой к (и меньшей) стандартной.
Особое внимание уделено методам оценки климатических T,S-норм и определению оптимальной горизонтальной дискретности климатических полей с точки зрения их детальности и статистической достоверности. Принята двухступенчатая схема оценки климатических норм в пределах сферической трапеции: сначала для заданного месяца осреднение в пределах каждого конкретного года, затем - либо осреднение по годам (с предварительным исключением выбросов по заданным критериям), либо определение медианного значения из совокупности месячных значений разных лет. На всех этапах определялись также средние (или медианные) координаты и день данного месяца. Оценки гистограмм совокупностей T,S-значений в трапециях показали, что при исключении выбросов (псевдонормализации) они, как правило, не отличаются от нормального распределения (на основе критерия Фишера 5%-й значимости) за исключением фронтальных зон с 2-3-модальными плотностями распределений. Однако и здесь псевдонормализованные средние и медианные значения довольно близки друг другу (рис. 1).
21.20.20.20.20.20.19.19.19.19.19.18.18.18.160 140 120 100 80 60 40 20 Расстояние от прибрежного края разреза, км Рисунок 1 - Профили климатических значений солености воды (Й) на горизонте 100 м в августе на разрезе от Туапсе на ЮЗ (IY на рис.y 5а): 1 - средние значения, 2 - средние-СКО, 3 - средние+СКО, 4 - медианные значения, 5 - Q25, 6 - QУменьшение размеров сферических трапеций ведет к уменьшению числа наблюдений в них и, вообще, доли трапеций с наблюдениями, а также к увеличению отношения ошибок оценок климатических норм к средней разности их ближайших значений. В табл. 1 эти показатели оценены для вариантов климатических T,S-полей на различных горизонтах ЧМ с размерами трапеций 30'х40', 21'х28' и 12'х16'. В феврале с уменьшением размеров трапеций их доля с наблюдениями уменьшается в верхнем 300-м слое на 3040%, ниже - в 3-5 раз, в августе, соответственно, на 15-20% и в 2-3 раза.
Наибольшие изменения происходят при переходе между трапециями 21'х28' и 12'х16'. Среднее количество станций и лет с наблюдениями в трапециях во всей толще вод при этом уменьшается равномернее и в целом быстрее (в 2-4 раза), но относительная ошибка увеличивается не столь сильно (менее чем в 1.5 раза), поскольку с уменьшением размеров трапеций растет контрастность T,S-полей (рис. 2) и несколько уменьшается внутреннее среднеквадратическое отклонение (СКО) за счет меньшего вклада фоновых горизонтальных T,S-градиентов в трапециях малого размера. В целом, относительные ошибки климатических T,S-полей ЧМ даже в трапециях 12'х16' практически не превышают 1, что дает основание признать их статистически достоверными.
оо о Соленость, / Таблица 1 - Обеспеченность данными и относительные ошибки климатических полей температуры и солености вод Черного моря с разным масштабом осреднения (на каждом горизонте: верхняя строка - 12'х16', средняя - 21'х28',, нижняя - 30'х40'): Nст - количество станций (архивных пар T,S-профилей), Nтр - количество сферических трапеций (максимальное, с наблюдениями и их доля в процентах), nст и nлет - средние количества станций и лет в трапеции, R-errT и R-errS - относительные стандартные ошибки осреднения температуры и солености, нормированные на одношаговую разность их средних значений Февраль Август ГориNтр R-err Кол-во трапеций R-err зонт Nст nст nлет Nст nст nлет макс. набл. % R-errT R-errS макс. набл. % R-errT R-errS 953 656 69 11 4 0.76 0.94 953 799 84 22 6 0.81 0.0 7444 180326 278 85 27 7 0.62 0.60 326 304 93 59 11 0.96 0.176 158 90 47 9 0.61 0.55 176 167 95 108 15 0.98 0.808 495 61 9 4 0.80 0.63 808 611 76 13 5 0.69 0.100 3679 81252 226 90 16 5 0.61 0.67 252 241 96 34 8 0.57 0.132 125 95 29 8 0.55 0.45 132 129 98 63 12 0.49 0.762 421 55 7 3 1.10 1.04 762 560 73 9 4 0.84 0.300 2284 53240 209 87 11 4 0.70 0.63 240 226 94 24 6 0.69 0.125 120 96 19 5 0.62 0.55 125 121 97 45 8 0.90 0.689 218 32 3 2 0.67 1.02 689 316 46 6 3 0.93 1.1000 749 17224 142 63 5 2 0.86 0.84 224 173 77 10 3 0.83 0. 98 87 89 9 3 0.71 0.85 98 92 94 19 4 0.84 0.Аналогичные оценки для T,S-полей КМ с разрешением 12'х16' показали, что доля трапеций с наблюдениями в феврале составляет от 25-30% в верхних слоях до 17-18% в глубинных; в августе, соответственно, от 35-40% до 21-22%, среднее количество лет с наблюдениями - 3-4, а относительные ошибки 0.6-0.8.
Таким образом, и в Каспийском море оценки климатических T,S-значений в трапециях 12'х16' с наблюдениями, в целом, статистически достоверны. На рис. 2 представлены результаты оценок климатического поля солености на горизонте 100 м в августе с различными размерами трапеций, схемами получения значений климатических норм и их интерполяции на регулярную сетку (средних и медианных, интерполированных с весовой функцией, обратной квадрату расстояния, а также по алгоритму Крессмана-Барнса, принятому в WOA-2005, интерполированных с гауссовской весовой функцией).
47 II (а) 30'x40' (ср.) YIII 46 45 44 43 42 41 28 30 32 34 36 38 40 42 28 30 32 34 36 38 40 47 II (б) 21'x28' (ср.) YIII 46 45 44 43 42 41 28 30 32 34 36 38 40 42 28 30 32 34 36 38 40 47 II (в) 12'x16' (ср.) YIII 46 45 44 43 42 41 28 30 32 34 36 38 40 42 28 30 32 34 36 38 40 47 II (г) 12'x16' (К-Б) YIII 46 45 44 43 42 41 28 30 32 34 36 38 40 42 28 30 32 34 36 38 40 47 46 II (д) 12'x16' (мед.) YIII 45 44 43 42 41 28 30 32 34 36 38 40 42 28 30 32 34 36 38 40 Рисунок 2 - Климатические поля солености воды (Й) Черного моря на горизонте 100 м в феврале (слева) и в августе (справа) с горизонтальным разрешением по широте и долготе: (а) 30х40, (б) 21х28, (в) 12х16 по средним значениям, (г) 12х16 по алгоритму КрессманаБарнса, (д) 12х16 по медианным значениям, дискретность изолиний - 0.1Й, точками показано исходное расположение климатических значений Средняя контрастность полей (разность средних максимальных и минимальных значений) с уменьшением размера трапеции от 30'х40' до 12'х16' на рис. 2 возрастает от 0.8Й до 1.7Й, т.е. более чем вдвое, одновременно проявляются суббассейновые неоднородности, в т.ч. широко известные локальные прибрежные области с пониженной соленостью, соответствующие антициклонической завихренности циркуляции вод (Tuzhilkin, 2008).
Большинство многочисленных деталей S-полей с разрешением 12'х16' на рис.
2в-д многократно прослеживались на отдельных синоптических съемках и общепризнаны физически достоверными особенностями T,S-структуры вод ЧМ. Вместе с оценками статистической достоверности это дало основание принять разрешение 12'х16' в качестве базового для настоящего исследования.
Сравнение полей с разными методами получения климатических норм в узлах сетки 12'х16' на рис. 2в-д показало, что они различаются в деталях 2-го порядка, поскольку даже СБН воспроизводятся ими практически одинаково.
Анализ детальных расхождений рассмотренных вариантов полей не дал однозначного преимущества какому-либо из них. Более гладкие медианные поля обусловлены исключением из рассмотрения трапеций с числом лет меньшим 3-х, когда оценка медианы не отличается от оценки среднего. Вместе с повышенным числом трудно объяснимых деталей и эпизодической неустойчивостью алгоритма Крессмана-Барнса это дало основание принять основным алгоритм псевдонормализованного среднего. Однако для обоих морей был получен полный набор T,S-полей на основе всех 3-х методов Для наиболее общей характеристики структуры полей получены их структурные функции - СФ (зависимости средних квадратов разности значений сеточного поля от расстояния между ними). На рис. 3 представлены примеры СФ для климатических S-полей в феврале и августе на нескольких горизонтах.
Первое значение СФ характеризует уровень подсеточных шумов поля, первый максимум, плато или достаточно резкий излом - характерный масштаб полезного сигнала, четкость которого определяется разностью между этими значениями. Рис. 3а,б демонстрирует существенное (почти 3-кратное) уменьшение шумов и увеличение четкости сигнала при последовательном применении названной выше процедуры псевдонормализации исходных данных и сглаживания климатического поля 9-точечным косинус фильтром.
Изменения структуры S-полей ЧМ с глубиной отражает рис. 3в,г. Уже на горизонте 300 м четкость полезного сигнала становится очень слабой (особенно в зональном направлении на рис. 3в).
0.7 0.(а) (б) 0.6 0.0.0.0.0.0.0.0.0.0.0.0 5 10 15 20 25 0 5 10 Сдвиги в шагах сетки Сдвиги в шагах сетки, 1 шаг 22 км 1 шаг 22 км (а) 1 (б) 1.4 1.1.2 1.1.0 1.0.8 0.0.6 0.0.4 0.0.2 0.0.0 0.0 5 10 15 20 25 0 5 10 Сдвиги в шагах сетки Сдвиги в шагах сетки 1 шаг 22 км 1 шаг 22 км Рисунок 3 - Зональная (а, в) и меридиональная (б, г) компоненты структурной функции (в степени ) климатического поля солености воды (Й) Черного моря (а, б) в августе на горизонте 100 м (1 - исходное поле, 2 - с исключенными аномалиями более 2-х региональных стандартных отклонений, 3 - после фильтрации 2-го варианта 9-точечным косинус-фильтром), (в, г) в феврале на горизонтах: 1 - 0 м, 2 - 100 м, 3 - 300 м, 4 - 1000 м В результате семантического контроля и редакции исходных T,S-данных были сформированы их рабочие массивы. Исходя из распределения данных по годам (рис. 4) для дальнейших исследований были выделены интервалы лет с наибольшей плотностью наблюдений: на ЧМ - с 1956 по 1995 гг. (объемом 92 988 пар T,S-профилей), на КМ - с 1949 по 2000 гг. (55 235 пар T,Sпрофилей). Включение в каспийский массив немногочисленных данных 1990-х гг. вызвано необходимостью раздельной оценки T,S-климата КМ до и после широко известного режимного сдвига, условно отнесенного на начало 1978 г.
На 1949-1977 гг. пришлось 30 787 пар T,S-профилей, на 1978-2000 гг. - 24 448.
Зональная компонента структурной функции солености в степени 1/Меридиональная компонента структурной функции солености в степени 1/ф ко вст 1/ ф вст 1/ Зональная мпонента структурной ункции солености епени ери ко М диональная мпонента структурной ункции солености епени (а) (б) 50403025202015101051930 1940 1950 1960 1970 1980 1990 201930 1940 1950 1960 1970 1980 1990 20Годы Годы Рисунок 4 - Распределение станций судовых наблюдений T,S-профилей в Черном (а) и Каспийском (б) морях по годам Вдоль стандартных разрезов и областей рейдовых судовых наблюдений на ЧМ и КМ (рис. 5), занимающих около 15% всех трапеций среднее месячное число пар T,S-профилей превышает 25, а число лет - более 10-ти. В месяцы обычного выполнения стандартных разрезов (февраль, апрель на КМ, май на ЧМ, август, ноябрь) соответствующие цифры возрастают в 1.5-2 раза. Эти трапеции следует считать реперными для климатических оценок.
(а) (б) I II 46 III IIIa 45 II III I 8 IY 44 IY Y 43 Y 28 30 32 34 36 38 40 YI YII 47 48 49 50 51 52 53 Рисунок 5 - Границы областей (жирные линии) и районов в Черном (а) и Каспийском (б) морях, в которых оценивались региональные средние значения и СКО T,S-характеристик, а также положение основных стандартных разрезов (1) и береговых ГМС (2); римскими цифрами отмечены номера рассматриваемых разрезов, арабскими - номера ГМС;
заштрихованы области с глубиной менее 100 м на рис. 5а и более 100 м - на рис. 5б (T,S-профилей) Кол-во судовых станций В главе 3 рассмотрены закономерности и процессы формирования климатической сезонной изменчивости T,S-структуры вод ЧМ и КМ на основе анализа 4-мерных T,S-полей на стандартных горизонтах с дискретностью 12'х16' по горизонтали и месяц по времени. Для КМ рассмотрены два климатических состояния за 1949-1977 гг. и 1978-2000 гг. Особое внимание уделено годовому циклу T,S-структуры основных бароклинных слоев морей.
В наиболее общей форме климатическая T,S-структура вод ЧМ и ее сезонная изменчивость отражены в табл. 2, где представлены средние T,Sзначения по 4-м крупным структурным областям моря (см. рис. 5): центральной (Ц), западной и южной (З и Ю), восточной и северной (В и С) шельфовосклоновым и северо-западной (СЗ) шельфовой. Многие известные черты T,Sструктуры верхнего 1000-м слоя ЧМ получили в диссертации строгую количественную оценку. Ниже 1000 м имеющихся данных не хватает для получения статистически устойчивых результатов оценок. Средние T,Sзначения здесь варьируют в пределах 9.0-9.1С и 22.3-22.7Й.
Среди относительно нетривиальных особенностей отмечены: более низкий зимний температурный фон в поверхностном 50-м слое - области по сравнению с прибрежными областями глубоководной акватории ЧМ в противовес распределению температуры воздуха; более высокая поверхностная соленость в З и Ю области по сравнению с В и С областью, несмотря на более близкое положение первой из них к устьям наиболее крупных черноморских рек. Динамически обусловленная сезонно-изменяющаяся куполообразность T,S-структуры ЧМ, максимально развитая в слое 75-125 м, уже на 300 м едва заметна. Ниже она не меняет знак, как утверждалось в ряде исследований, а отсутствует вовсе. Например, на 1000 м в течение года максимум солености мигрирует по всем структурным зонам ЧМ.
Специальное внимание в диссертации уделено наиболее дискуссионным вопросам T,S-климата ЧМ: роли речного стока в сезонной динамике его вод, а также годовому циклу эволюции ХПС. Результаты исследований внутригодовой эволюции распресненных поверхностных и холодных промежуточных вод ЧМ представлены на рис. 6. Они свидетельствуют, что максимум распреснения во всей шельфово-склоновой (Ш-С) зоне ЧМ наступает практически одновременно, в июне-июле. Воды из северо-западных устьевых областей не проникают дальше Босфора, сильно трансформируясь уже вдоль западного берега ЧМ. Фазовое смещение сезонных минимумов солености заметно в июле-августе из ЮВ и СЗ районов к Крыму и имеет, соответственно, адвективную и диффузионную природу.
Таблица 2 - Региональные климатические характеристики сезонной изменчивости (годового цикла) температуры и солености вод на некоторых горизонтах Черного моря; - Ц центральная область, З и Ю - западный и южный шельф и склон, В и С - Кавказский и Крымский шельф и склон, С-З - северо-западный шельф, СКО - среднеквадратический уровень внутригодовых вариаций Гор-т Месяц Температура воды, С Соленость воды, Й - З и Ю В и С С-З - З и Ю В и С С-З 0 2 7.098 7.467 7.775 3.665 18.405 18.176 18.036 17.35 14.692 15.076 15.561 14.947 18.208 17.800 17.533 15.08 23.743 24.055 24.143 23.103 18.163 17.975 17.632 15.211 13.008 14.046 13.770 11.276 18.206 18.054 17.910 15.9СКО 6.071 5.908 5.909 6.848 0.118 0.134 0.225 0.950 2 7.298 7.366 7.704 5.985 19.008 18.522 18.478 18.35 7.412 7.265 7.479 6.654 18.941 18.456 18.376 18.28 7.497 7.613 7.710 7.146 18.806 18.493 18.455 18.211 7.464 8.169 8.579 8.377 18.866 18.538 18.480 18.2СКО 0.145 0.436 0.450 0.611 0.088 0.029 0.039 0.0100 2 8.367 7.921 7.795 - 20.655 19.730 19.435 5 8.324 7.872 7.687 - 20.516 19.756 19.422 8 8.243 7.984 7.873 - 20.320 19.826 19.615 11 8.275 8.079 7.872 - 20.422 19.977 19.743 СКО 0.043 0.065 0.066 - 0.095 0.076 0.137 - 300 2 8.822 8.800 8.784 - 21.756 21.687 21.652 5 8.816 8.800 8.769 - 21.755 21.675 21.634 8 8.814 8.796 8.795 - 21.733 21.670 21.674 11 8.819 8.816 8.796 - 21.738 21.699 21.676 СКО 0.023 0.010 0.027 - 0.044 0.020 0.026 - 1000 2 8.952 8.965 8.947 - 22.268 22.297 22.232 5 8.943 8.946 8.940 - 22.261 22.240 22.292 8 8.954 8.945 8.944 - 22.293 22.296 22.293 11 8.941 8.918 8.952 - 22.258 22.271 22.260 СКО 0.033 0.013 0.009 - 0.027 0.027 0.044 - (а) (б) (в) (г) (д) (е) Севастополь Сухуми Севастополь Сухуми 10 8 6 4 2 0 100 200 300 400 500 600 700 800 900 1000 1100 1200 0 100 200 300 400 500 600 700 800 900 1000 1100 12Расстояние от западного края разреза, км Расстояние от западного края разреза, км (ж) (з) Синоп Босфор Зонгулдак Синоп Трабзон Босфор 12 10 8 6 4 2 0 100 200 300 400 500 600 700 800 900 1000 1100 1200 0 100 200 300 400 500 600 700 800 900 10Расстояние от западного края линии, км Расстояние от западного края разреза, км Рисунок 6 - Климатический годовой цикл поверхностной солености (Й, слева) и минимальной температуры, (С, справа) вод Черного моря: их поля в феврале (а, б) и августе (в, г), и пространственно-временные диаграммы вдоль линий 1 (д, е) и 2 (ж, з), положение которых см. на рис. 6г. Штриховые линии на рис. 6д-з - участки фазовых смещений минимумов солености и температуры Таким образом, воздействие стока основных рек ЧМ на T,S-структуру вод довольно ограничено в пространстве и времени и не может быть серьезным фактором в бароклинной динамике всего моря. Почти равномерное понижение солености поверхностных вод в - области ЧМ на 0.2-0.3Й в марте-июне вызвано превышением осадков над испарением (Горячкин, Иванов, 2006).
Месяцы Месяцы Месяцы Месяцы Зимний минимум температуры ХПС, находящийся в пределах конвективно-перемешанного слоя (КПС) также наступает одновременно на большей части ЧМ за исключением ЮВ района, где заметно фазовое смещение холодных вод по циклонической траектории (см. рис. 6з). У Кавказского и Крымского берегов адвекция проявляется во вторичном минимуме в июлеавгусте (см. рис. 6е). Оценки скорости субдукции вод зимнего КПС в ХПС по методике (Marshall, Nurser, 1992), показали, что формирование вод ХПС происходит на значительной части акватории ЧМ (рис. 7), особенно в суровые зимы. При этом в - области их температура ниже, а соленость и потенциальная завихренность (ПЗ, пропорциональная вертикальному градиенту плотности) выше, чем в Ш-С областях глубоководной части ЧМ. Воды СЗ шельфа ЧМ ввиду низкой солености практически не участвуют в вентиляции ХПС.
(а) (б) Рисунок 7 - Климатические поля минимальной температуры вод Черного моря (а, С) и соответствующей ей солености (б, Й) в марте, наложенные на области повышенной субдукции вод КПС в ХПС со скоростями: 1 < 40 м мес-1, 2 - 40-80 м мес-1, 3 > 80 м мес-В течение года температура ХПС в - области становится выше, чем в Ш-С области, однако значимые различия в его солености, толщине и ПЗ сохраняются (рис. 8), что свидетельствует о климатической обособленности вод ХПС в этих структурных зонах, прослеживаемой также и на синоптических съемках (Ivanov et al., 1997). В диссертации показано, что в различных термодинамических и циркуляционных условиях отдельных лет реализуются все из ранее предложенных механизмов вентиляции вод ХПС, в т.ч. и синоптическая субдукция в суббассейновых антициклонических круговоротах (Stanev, Staneva, 2001). Вклад синоптически перемежающейся вентиляции ХПС подтверждается тем, что только 28% зимних Т-профилей в ЧМ имеет минимум температуры в верхнем 10-м слое (и даже в холодные зимы - лишь около 50%).
8.(а) (е) (д) 7.8.0 8.7.6.7.0 7.(б) 18.18.18.6.0 6.18.18.18.0 18.5 19.0 19.5 18.0 18.5 19.0 19.0.0(в) Соленость, о/оо Соленость, о/оо 0.0(ж) (е) 8.0 8.0.00.090 7.0 7.(г) 6.2 6.18.0 18.5 19.0 19.18.0 18.5 19.0 19.I II III IY Y YI YII YIII IX XI X XII Соленость, о/оо Соленость, о/оо Месяцы Рисунок 8 - Климатический годовой цикл параметров и статистические T,S-диаграммы (повторяемость в % T,S-индексов в ячейках 0.1ЙХ0.2С) ядра ХПС в основных структурных зонах Черного моря (1 - прибрежной, 2 - фронтальной, 3 - центральной): (а) минимальная температура (С), (б) соответствующая ей соленость (Й), (в) средний вертикальный градиент потенциальной плотности (кг м-4) в слое между изотермами 8 С, (г) толщина этого слоя (м), (д, ж) диаграммы для прибрежной, (е, з) для центральной зон в феврале (д, е) и августе (ж, з) Гармонический анализ годового цикла S-полей в ядре ОБС ЧМ (на горизонте 100 м) показал существенную пространственную неоднородность их амплитуд и среднеквадратических вариаций, обусловленных динамическими изменениями куполообразной формы ОБС (рис. 9а,б). Декомпозиция 12-ти месячных S-полей по эмпирическим ортогональным функциям (ЭОФ) показала, что 80% суммарной дисперсии их внутригодовой изменчивости описываются 5ю ЭОФ, 3 из которых представлены на рис. 9в-д. Первая ЭОФ (описывающая 46% суммарной дисперсии) представляет наиболее крупномасштабную стоячую моду реакции ОБС на внешние воздействия. Внутригодовая изменчивость ее коэффициента (кривая 1 на рис. 9е) соответствует максимальным положительным (отрицательным) аномалиям солености в центральной (прибрежной) области ЧМ в апреле, когда купол ОБС наиболее высок. Обратная ситуация имеет место через полгода - в октябре. Вторая ЭОФ температура, С оо о Температура, град.С Температура, град.С Соленость, / Минимальная - / z в ХПС, кг м Температура, град.С Температура, град.С Толщина ХПС, м (14% дисперсии) представляет вдольбереговую квазипериодическую структуру с длиной волны 300-400 км и береговым захватом (уменьшением с удалением от берега) амплитуды. Годовой цикл ее коэффициента (кривая 2 на рис. 9е) смещен на периода относительно 1-й ЭОФ. Наиболее отчетливо эта мода проявляется в S-полях на 100 м летом. Следующие 3 ЭОФ (в сумме 19% дисперсии) фактически являются обертонами 2-й ЭОФ.
(а) (б) 28 30 32 34 36 38 40 (в) (г) 47 46 45 44 43 42 41 28 30 32 34 36 38 40 42 28 30 32 34 36 38 40 (д) (е) 28 30 32 34 36 38 40 Рисунок 9 - Параметры климатического годового цикла поля солености (S100, Й) вод Черного моря на горизонте 100 м: (а) разность S100 между августом и февралем, (б) СКО (10-Й), (в) 1-я, (г) 2-я, (д) 3-я ЭОФ годового цикла S100, (е) годовой цикл коэффициентов 1-3-й ЭОФ, штриховыми линиями показаны отрицательные значения Суммарный эффект 2-й и более высоких мод ЭОФ внутригодовой изменчивости ОБС ЧМ был получен вычитанием среднегодового поля и вклада 1-й ЭОФ из климатических месячных S-полей на 100 м. Результаты для первых 9-ти месяцев года показаны на рис. 10.
(а) (б) (в) 46 46 45 44 44 43 42 42 28 30 32 34 36 38 40 42 28 30 32 34 36 38 40 42 28 30 32 34 36 38 40 (г) (д) (е) 46 46 45 45 44 44 43 43 42 42 28 30 32 34 36 38 40 42 28 30 32 34 36 38 40 42 28 30 32 34 36 38 40 (ж) (з) (и) 47 46 45 44 43 42 41 28 30 32 34 36 38 40 42 28 30 32 34 36 38 40 42 28 30 32 34 36 38 40 Рисунок 10 - Поля аномалий поля солености (Й) вод Черного моря на горизонте 100 м относительно суммы годового среднего и 1-й ЭОФ в январе (а), феврале (б), марте (в), апреле (г), мае (д), июне (е), июле (ж), августе (з), сентябре (и), штриховые линии - отрицательные значения, дискретность изолиний - 0.025Й Области S-аномалий разных знаков на рис. 10 испытывают сложную пространственно-временную эволюцию: циклоническое вращение пар противоположных аномалий (диполей) вокруг общего центра и изменения формы, размеров и интенсивности. На определенных этапах эволюции Sаномалии захватываются берегом, распространяются вдоль него, а затем испускаются в открытое море. Длина волны вдоль траектории центров Sаномалий составляет около 350 км. Средняя фазовая скорость их циклонического перемещения - около 1 км сут-1. На вдольбереговых участках траекторий она возрастает в несколько раз, в центре моря - многократно уменьшается. Показано, что в последние годы квазигеострофические амфидромические системы с планетарно-волновыми свойствами были выявлены в теоретических и натурных исследованиях других глубоких морей.
Характерные черты климатической (за 1978-2000 гг.) T,S-структуры вод КМ и ее сезонной изменчивости представлены на рис. 11. Наиболее значительные отклонения от преимущественной зональности распределения температуры во всей толще вод КМ связаны с адвекцией в верхнем 50-м слое вдоль восточного материкового склона: зимой - относительно теплых вод с юга на север (рис. 11а), летом - холодных вод апвеллинга в обратном направлении (рис. 11б). В результате амплитуда годового Т-цикла здесь ниже 7С, что почти вдвое меньше, чем у западного берега (Косарев, Тужилкин, 1997).
(а) (б) (в) (г) 47 47 47 46 46 45 45 44 44 > 43 43 < 42 42 41 41 40 40 39 39 38 38 ><37 37 47 48 49 50 51 52 53 54 47 48 49 50 51 52 53 54 47 48 49 50 51 52 53 54 47 48 49 50 51 52 53 (д) (е) (ж) (з) 47 47 46 46 45 45 44 44 43 43 42 42 41 41 40 40 39 39 38 38 37 37 47 48 49 50 51 52 53 54 47 48 49 50 51 52 53 54 47 48 49 50 51 52 53 54 47 48 49 50 51 52 53 Рисунок 11 - Климатические (за 1978-2000 гг.) поля температуры (а-в, д-ж, С) и солености (г, з, о/оо) вод Каспийского моря в феврале (а-г) и августе (д-з) на горизонтах 0 м (а, г, д, з), 20 м (б, е) и 50 м (в, ж) Малоизвестной особенностью следует читать летний язык теплых вод на горизонте 50 м вдоль восточного склона (рис. 11ж), который обусловлен северным противотечением под направленной на юг струей в соответствии с классической схемой течений в системе прибрежного апвеллинга у восточного берега океана (Brink, 1983, Архипкин, 1989). В последние годы противотечение было воспроизведено в гидродинамических моделях каспийской циркуляции вод (Курдюмов, Озцой, 2004, Ибраев, 2008). Уже на горизонте 100 м от февраля к ноябрю Т в КМ возрастает лишь на 0.5С. Ниже ее внутригодовое СКО имеет порядок 0.1С. На первый план выходят межбассейновые различия. На горизонте 300 м в Среднем Каспии Т в течение года составляет 5.3-5.6С, в Южном Каспии - 6.3-6.6С, на 500 м, соответственно, 4.7-4.9С и 5.9-6.1С.
Волна поверхностного распреснения каспийских вод вследствие весеннего волжского половодья не проникает южнее линии МахачкалаСагындык (изохалина 12Й на рис. 11з), что обусловлено высоким летним испарением, особенно в более теплой западной части Среднего Каспия (см. рис.
11д). Зимой здесь наблюдается противоположная картина (более холодные и пресные воды, см. рис. 12а,г). Ниже 100 м соленость вод Среднего Каспия - на 0.05Й меньше, чем в Южном Каспии. В слое 100-500 м она возрастает в среднем с 12.8Й до 13.0Й. Еще ниже об изменчивости судить трудно ввиду выборочной неустойчивости оценок вследствие недостатка данных.
Декомпозиция по ЭОФ 12-ти климатических месячных Т-полей в ОБС КМ (20-100 м) показала явное преобладание моды, обусловленной описанными выше эффектами зимней адвекции тепла и летнего апвеллинга с адвекцией холода вдоль восточного материкового склона (рис. 12а). Ее вклад в суммарную дисперсию на горизонте 20 м составил 97%, на 50 м - 76%, на 100 м - 63%. 2-я мода ЭОФ, доля которой растет в тех же пределах глубин с 1 до 14%, отражает дипольную структуру суббассейновой циркуляции вод КМ (Тужилкин и др, 1997). Летом при отрицательных значениях своего коэффициента (кривая 2 на рис. 12г) она поддерживает антициклоническую завихренность в Среднем Каспии и циклоническую - в Южном Каспии, зимой - наоборот.
(а) (б) (в) (г) 47 47 46 46 45 45 44 44 43 43 42 42 41 41 40 40 -39 39 -38 38 38 --37 37 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 47 48 49 50 51 52 53 54 47 48 49 50 51 52 53 54 47 48 49 50 51 52 53 54 Месяцы Рисунок 12 - 1-я (а), 2-я (б), 3-я (в) моды декомпозиции 12-ти месячных климатических полей температуры воды Каспийского моря на горизонте 20 м по эмпирическим ортогональным функциям (отрицательные значения ЭОФ показаны штриховыми линиями) и годовой цикл изменчивости их коэффициентов (г, значения коэффициентов 1-й моды, показанных кривой 1, уменьшены в 10 раз).
3-я мода ЭОФ, вклад которой в дисперсию растет с глубиной от 1 до 8%, фактически представляет собой обертон 2-й моды, поддерживающий ее большую часть года, поскольку их структуры (рис. 12б,в) и коэффициенты (рис.
12г) преимущественно противофазны.
Суммарный эффект 2-й и более высоких мод на рис. 13, как и в случае ЧМ на рис. 10, отражает фазовое смещение СБН с длиной волны 150-200 км по циклонической траектории, однако не столь отчетливое и последовательное.
Наибольшие рассогласования происходят в период формирования (апрель-май, рис.13б,в) и разрушения (сентябрь-ноябрь, рис.13ж,з) летней термической стратификации вод. Тем не менее, принципиальное сходство внутригодовой динамики СБН ЧМ и КМ очевидно. В диссертации представлены дополнительные свидетельства существования в КМ квазипериодических нестационарных СБН по данным наблюдений на береговых гидрометеостанциях (Тужилкин, Косарев, 2003) и в результате анализа судовых данных с помощью технологии полициклических моделей (Лепехина и др., 1995).
К о э ф ф ицие нты Э О Ф (а) (б) (в) (г) 47 47 47 46 46 46 45 45 45 44 44 44 43 43 43 42 42 42 41 41 41 40 40 40 39 39 39 38 38 38 37 37 37 47 48 49 50 51 52 53 54 47 48 49 50 51 52 53 54 47 48 49 50 51 52 53 54 47 48 49 50 51 52 53 (д) (е) (ж) (з) 47 47 47 46 46 46 45 45 45 44 44 44 43 43 43 42 42 42 41 41 41 40 40 40 39 39 39 38 38 38 37 37 37 47 48 49 50 51 52 53 54 47 48 49 50 51 52 53 54 47 48 49 50 51 52 53 54 47 48 49 50 51 52 53 Рисунок 13 - Поля аномалий поля температуры воды (С) Каспийского моря на горизонте м относительно суммы годового среднего и 1-й ЭОФ в феврале (а), апреле (б), мае (в), июне (г), июле (д), августе (е), сентябре (ж) и ноябре (з), штриховые линии - отрицательные значения, дискретность изолиний - 0.25С Представленные результаты количественно подтверждают предположения Н.М. Книповича о динамической обусловленности внутригодовой эволюции T,S-структуры вод в ОБС ЧМ и КМ. При этом, наряду с крупномасштабными пространственными модами типа стоячих вынужденных волн, существенную роль играют нестационарные суббассейновые моды с амфидромическим фазовым перемещением, в определенной степени обладающие свойствами свободных планетарных волн.
Заметные различия этих процессов в ЧМ и КМ обусловлены разной морфометрией их глубоководных бассейнов (см. рис. 5) и фоновыми свойствами плотностной стратификации вод. В табл. 3 дано наиболее общее представление о бароклинной структуре этих морей в виде оценок запаса плавучести (ЗП) их характерных слоев, пропорционального произведению разности потенциальной плотности на их границах на толщину слоя. Здесь же показано отношение вкладов в ЗП температурной и соленостной вертикальной стратификации BT/BS, а также отношение T,S-вкладов в горизонтальную неоднородность поля плотности (BT/BS)гор. Черное море представлено в табл. центральной областью, Каспийское море - южной глубоководной областью.
Таблица 3 - Запас плавучести (B=Хz, кг м-2) и отношение термического и соленостного вкладов в него (BT/BS - по вертикали и (BT/BS)гор - по горизонтали) в Черном море и Южном Каспии (в последнем для двух интервалов лет) в августе; в скобках - значения в феврале Диапазон Черное море Южный Каспий, 1978-2000 гг. Южный Каспий, 1949-1977 гг.
глубин, м В BT/BS (BT/BS)гор В BT/BS (BT/BS)гор В BT/BS (BT/BS)гор 181.2 7.79 0.72 162.5 63.4 1.22 159.1 236.9 4.0-(18.0) (0.01) (0.33) (8.3) (0.2) (2.00) (6.2) (0.7) (0.90) 18.9 5.6 1.47 16.2 49.2 4.50-100 56.6 0.09 0.(8.1) (2.8) (1.96) (8.0) (12.2) (0.87) 100-200 42.8 0.10 0.11 7.8 3.5 0.84 4.4 112.8 1.200-300 15.3 0.08 0.07 2.9 2.3 0.41 1.0 29.1 0.300-400 13.6 0.06 0.05 2.7 1.4 0.29 1.4 11.8 0.400-600 16.3 0.05 0.05 2.1 2.5 0.22 1.8 4.2 0.600-800 15.8 0.05 0.07 2.2 0.3 0.23 1.1 0.8 0.800-1000 8.3 0.12 0.08 - - - - - 1000-2000 6.6 0.32 0.09 - - - - - Табл. 3 свидетельствует, что в ЧМ максимум ЗП сосредоточен в слое 50200 м (летом еще и 0-50 м), в КМ - в слое 0-100 м. Ниже 50 м ЗП в ЧМ почти в 5 раз превышает ЗП в КМ, несмотря на то, что после 1978 г. здесь произошло двукратное усиление стратификации вод. В ЧМ Т-вклад в вертикальную и горизонтальную стратификацию вод ничтожен за исключением летнего верхнего слоя, в КМ по вертикали - почти наоборот (особенно до 1978 г.), по горизонтали ниже 200 м преобладает S-вклад.
Для определения механизмов генерации выявленных СБН и их роли в общей циркуляции (ОЦ) вод морей были сделаны оценки некоторых компонент бюджетов их абсолютной завихренности (АЗ) и механической (суммы кинетической - КЭ и потенциальной - ПЭ) энергии слоя 0-100 м в соответствии с (Гилл, 1986) и с использованием климатических полей течений, рассчитанных по модели гидродинамической адаптации (Trukchev et al., 1995) при участии автора диссертации. Результаты представлены для ЧМ на рис. 14.
(аЦг) (дЦж) -3 -2 -1 0 1 x 10**-7 (м/с)**(д) > > 0 > > > 28 30 32 34 36 38 40 3 2 1 0 -2 -x 10**-7 (м/с)**(е) 28 30 32 34 36 38 40 (ж) 28 30 32 34 36 38 40 Рисунок 14 - (а-г) Профили компонент бюджета абсолютной завихренности циркуляции вод верхнего 100-метрового слоя (10-11 м с-2) Черного моря вдоль 42.86 с.ш. в холодное (1 - ноябрь-апрель) и теплое (2 - май-октябрь) полугодия: (а) приток относительной завихренности тангенциального напряжения ветра, (б) бета-адвекция планетарного вихря, (в) локальные изменения относительной завихренности течений, (г) остаточный член баланса;
(д-ж) поля компонент бюджета механической энергии этого слоя: (д) изменение средней кинетической энергии течений (СКЭ, 10-7 Вт м-2) от января-мая к июлю-ноябрю, (е) скорость преобразования (10-7 Вт м-2) СКЭ в КЭ СБН в этот период, (ж) скорость преобразования средней потенциальной энергии СПЭ в суббассейновую ФПЭ (изолинии через 0.2Х10-5Вт/м3), наложенная на распределение областей среднегодовых значений плотности ФПЭ, превышающих 15 Дж м-3, показанных штриховкой При выполнении энергетических расчетов было произведено разделение 12-ти месячных полей средних течений в слое 0-100 м на средние за холодное и теплое полугодия значения (крупномасштабную моду ОЦ ЧМ) и отклонения от них (СБН). Несмотря на то, что представленные оценки не могут претендовать на полноту и точность, они позволяют сделать некоторые выводы и предположения. В бюджете АЗ ОЦ ЧМ зимой, т.е. в сезон ее развития, фактически имеет место свердруповский баланс (рис. 14а,б), на что указывают почти нулевые невязки бюджета (рис. 14г) за исключением района южнее Керченского пролива. Летом этот баланс расстраивается, что можно интерпретировать как результат усиления относительной роли СБН на фоне ослабления крупномасштабной ОЦ ЧМ. Об этом хорошо известном факте количественно свидетельствует рис. 14д, где показана скорость изменения средней КЭ от холодного полугодия к теплому. На рис. 14е представлена скорость ее преобразования в КЭ СБН. В сумме рис. 14д,е отражают соответствие с точки зрения баланса КЭ полей этих двух энергетических компонент между собой по уровню значений и знаку (показанное штриховкой) на существенной части акватории ЧМ. В итоге есть основания предположить, что именно СБН вытягивают КЭ из крупномасштабной ОЦ ЧМ. Возможный претендент на эту роль в лице синоптических вихрей в ЧМ не столь регулярен в пространстве и времени, чтобы лисправно исполнять ее из года в год. Можно предположить, что вихри, в свою очередь, получают КЭ от СБН.
Оценки скорости преобразования ПЭ крупномасштабной моды в СБН моду дали максимумы в областях повышенных значений внутригодовой изменчивости поля плотности (рис. 14ж), пропорциональной флуктуационной ПЭ. Уровень значений этой скорости оказался на 1-2 порядка выше скорости преобразования КЭ, что характерно для большинства районов Мирового океана со средними скоростями течений 10-2-10-1 м с-1 (Блатов, Тужилкин, 1990).
В КМ крупномасштабная мода ОЦ фактически отсутствует (Тужилкин, и др., 1997). Поэтому СБН лишены внутренних источников пополнения своей энергии и, как показано выше, их эволюция не столь регулярна в течение года, как в ЧМ. Тем не менее, они принимают активное участие в формировании динамического режима всего моря в целом. В диссертации оценен механизм генерации летнего циклонического круговорота в Южном Каспии вследствие меридиональной (бета) адвекции циклонической планетарной завихренности течением на юг вдоль восточного материкового склона, связанным с сезонным апвеллингом в Среднем Каспии. Как показано на рис. 15, значительное (4кратное) локальное увеличение циклонической завихренности ОЦ в Южном Каспии от весны к лету не может быть обусловлено ее ветровой накачкой.
42 (а) см/с (б) см/с 41 40 47 39 38 37 37 37 47 48 49 50 51 52 53 47 48 49 50 51 52 53 47 48 49 50 51 52 53 54 47 48 49 50 51 52 53 Рисунок 15 - Сезонные поля для весны (а) и лета (б) векторов климатических поверхностных течений в Каспийском море по результатам адаптационных расчетов (Trukchev et al., 1995), наложенные на области их циклонической относительной завихренности, показанные штриховкой; на врезках штриховкой показаны области климатической циклонической завихренности ветра по данным реанализа NCEP Вместе с тем, для обеспечения полученного прироста АЗ в верхнем 100-м слое Южного Каспия на 5.6Х10-7 с-1, даже с учетом притока отрицательной завихренности от ветра, требуется меридиональный перенос на юг со скоростью -3.4 см с-1 (Тужилкин, Косарев, 2003), что вполне имеет место на рис. 15 в диапазоне широт от 42с.ш. до 38с.ш. Такой перенос здесь во многом обеспечивается конфигурацией СБН в апреле-июле (см. рис. 13б-д).
В главе 4 рассмотрены закономерности и процессы формирования многолетней изменчивости T,S-структуры вод ЧМ и КМ на основе анализа временных рядов месячных значений T,S-характеристик их поверхностных слоев, ОБС и ХПС в ЧМ по данным судовых наблюдений на стандартных разрезах и береговых наблюдений на ГМС (см. рис. 5) в пределах наиболее обеспеченного ими 40-летнего периода с 1956 по 1995 гг.
Показано, что в поверхностном слое ЧМ известное уменьшение зимних T,S-значений (Полонский, Ловенкова, 2004) началось во 2-й половине 1970-х гг. (рис. 16в,г) в соответствии с довольно резким увеличением суровости зим и разности осадки-испарение при отрицательной тенденции СЗ речного стока (рис. 16а,б). Многолетняя изменчивость Т ядра ХПС (рис. 16ж) в целом аналогична вариациям зимних поверхностных Т воды и воздуха (Belokopytov, 1998), но крутизна отрицательного тренда с конца 1970-х гг. здесь выше (достоверность всех трендов в диссертации оценена по критерию Фишера).
(а) --1960 1965 1970 1975 1980 19(д) 120 (б) 10 1960 1965 1970 1975 1980 1985 191960 1965 1970 1975 1980 199.5 8.(е) (в) 9.8.0 8.8.7.7.7.7.0 6.4 6.6.5.6.1960 1965 1970 1975 1980 1985 191960 1965 1970 1975 1980 19(ж) 18.8 18.(г) 18.6 18.18.18.17.18.2 17.18.0 17.17.17.1960 1965 1970 1975 1980 1985 1960 1965 1970 1975 1980 1985 19Г о д ы Г о д ы Рисунок 16 - Многолетняя изменчивость и квадратичные тренды: (а) аномалий среднезимней температуры воздуха (С) в Геленджике, (б) зимнего суммарного речного стока (1) и разности осадки испарение (2) в мм слоя на поверхности Черного моря, (в, д) температуры (С) и (г, ж) солености (Й) поверхностного слоя в наиболее глубоководных частях разрезов от Севастополя (3, 5, разрез I на рис. 5а) и Геленджика (4, 6, разрез III на рис. 5а) на ЮЗ в феврале (в, г) и в августе (д, ж), (е) минимальной температуры в этих же точках в августе Летом Т-тенденции в поверхностном слое ЧМ были противоположны зимним: с конца 1970-х гг. падение температуры сменилось ростом (рис. 16д).
Аномалии температуры Поверхностная температура, C осадки-испарение, мм слоя воздуха, С Минимальная температура, C оо Surface temperature, C Зимний речной сток и оо о о Соленость, / Поверхностная соленость, / Вместе с уменьшением поверхностной солености (рис. 16ж) это привело к 1.5кратному увеличению вертикального градиента плотности в летнем верхнем пикноклине ЧМ и на 14% в ОБС, и, как следствие, к повышенной тепловой изоляции ХПС сверху и снизу, что и стало причиной его особого похолодания, отмеченного выше. Все названные многолетние процессы связаны с известным в мировой климатологии глобальным режимным сдвигом 1976-1978 гг.
(Yasunaka, Hanawa, 2005). В диссертации представлены литературные свидетельства его проявлений в разных частях Мирового океана, в т.ч. в морях (Средиземном, Японском и др.). В ЧМ этот режимный сдвиг особенно четко проявился в изменчивости характеристик ХПС (рис. 17).
9 (а) (б) 8 7 6 5 1965 1967 1969 1971 1985 1987 1989 190 (в) (г) 50 100 1150 1 1965 1967 1969 1971 1985 1987 1989 1915.2 15.(д) (е) 15.0 15.14.8 14.14.6 14.14.4 14.14.2 14. 1965 1967 1969 1971 1985 1987 1989 190.03 0.(з) (ж) 0.02 0.0.01 0.0 1965 1967 1969 1971 1985 1987 1989 19Г о д ы Г о д ы Рисунок 17 - Изменчивость полумесячных значений параметров ХПС в центральной (1) и прибрежной (2) зонах Черного моря в 1965-1972 гг. (слева) и в 1985-1992 гг. (справа): (а, б) минимальной температуры воды (С), (в, г) глубин залегания в центральной области верхней изотермы 8С (5), минимальной температуры - ядра ХПС (6), нижней изотермы 8С (7 - в центре моря, 8 - у берега), (д, е) потенциальной плотности ядра ХПС (кг м-3), (ж. э) ее среднего вертикального градиента (кг м-4) между изотермами 8С, на рис. 17а,б дополнительно показаны минимальные зимние значения поверхностной температуры в центральной (3) и прибрежной (4) зонах Минимальная температура, С Глубина, м -Потенциальная плотность кг м - / z, кг м В 1966-1971 гг. ХПС практически вырождался летом в - области ЧМ (рис. 17в). Этому способствовали здесь и высокие зимние поверхностные Тзначения (рис. 17а) и низкие летние вертикальные градиенты плотности в самом ХПС (рис. 17ж) и над ним (<0.2 кг м-4). Совершенно иной режим имел место в 1985-1992 гг. Уровень Т ядра ХПС понизился приблизительно на 1С, а его глубина - на 15-20 м, толщина слоя между изотермами 8С увеличилась в несколько раз (об увеличении градиентов плотности см. выше).
Подъем ядра и верхней границы ХПС в - области ЧМ был отчасти связан с динамическим ростом купола черноморского ОБС (проявившемся на рис. 18 в росте S на горизонте 100 м в - области) вследствие увеличения циклонической завихренности ветра над ним, что также привело к 25%-му обострению главной фронтальной зоны ЧМ (на рис. 18 - в виде разности центральной и прибрежной S). Аналогичный вывод был сделан в (Полонский, Ловенкова, 2006).
3.(в) 1.(a) 2.1.2.0.1.0.0 1.0.-0.0.20.(г) 21.(б) 20.20.19.5 20.19.19.19.18.18.18.18.17.17.1960 1965 1970 1975 1980 191960 1965 1970 1975 1980 1985 19Г о д ы Г о д ы Рисунок 18 - Многолетняя изменчивость и квадратичные тренды: (а, в) относительной завихренности ветра (10-5 с-1) и (в, г) солености (Й) на горизонте 100 м в наиболее глубоководных (1) и прибрежных (2) частях разрезов от Севастополя (а, б, разрез I на рис.
5а) и Геленджика (в, г, разрез III на рис. 5а) на ЮЗ в феврале Выдавливание ХПС к поверхности в - области ЧМ усиливало вертикальный градиент плотности и теплоизоляцию над ним. Таким образом, динамика вод поддерживала термодинамические тенденции в верхних слоях ЧМ. Описанные выше процессы отразились в усилении ОЦ ЧМ, выявленном по результатам гидродинамического моделирования (Кныш и др., 2005).
----z z rot W, 10 c rot W, 10 c оо о оо о Соленость, / Соленость, / В КМ, которое ввиду полной замкнутости более подвержено внешним воздействиям, режимный сдвиг конца 1970-х гг. привел к изменению типа T,Sстратификации вод (рис. 19 и 20). В 1940-1970-х гг. КМ имело характерные признаки субтропического моря (Пахомова, Затучная, 1966, Косарев, 1975):
квазиоднородную по вертикали соленость с летним поверхностным максимумом (рис. 20а), активно вентилируемые глубинные и придонные слои, относительно насыщенные растворенным кислородом. С конца 1970-х гг.
начался переход к умеренному типу T,S-режима (рис. 19б) с формированием устойчивой соленостной стратификации и летнего подповерхностного Sминимума (рис. 20б). Как отмечено в предыдущей главе, в целом, запас плавучести в КМ ниже 100 м удвоился. Одновременно более чем вдвое уменьшились придонные концентрации растворенного кислорода на шельфе и в глубоководных котловинах КМ (рис. 21).
4(а) 300 (a) 1200 213.(б) 43 613.812.5 1 47 48 49 50 51 52 53 1012.0 100 200 300 400 500 600 700 81960 1965 1970 1975 1980 1985 1990 1995 20(в) 0 (б) -12-14-26-48-600 101960 1965 1970 1975 1980 1985 1990 1995 200 100 200 300 400 500 600 700 8Годы Расстояние от южного края разреза, км Рисунок 19 - Многолетняя изменчивость: (а) Рисунок 20 - Разрезы солености (Й) вдоль годовых объемов речного стока (км3/год), (б) меридиональной оси Каспийского моря солености (Й) и (в) температуры (С) воды в (положение см. на врезке): (а) в августе наиболее глубоководной части разреза 1976 г. и (б) в сентябре 1995 г.
Дивичи-Кендерли в Среднем Каспии (разрез Y на рис. 5б) в августе, 1 - горизонт 0 м, 2 - 1м, 3 - 600 м Речной сток, куб.км/год Глубина, м Соленость, ppt Глубина, м Глубина, м (a) 0.00(в) 0.000.000.001965 1970 1975 1980 1985 191970 1975 1980 19(б) 5.(г) 4.3.2.1.1970 1975 1980 191965 1970 1975 1980 1985 19Г о д ы Г о д ы Рисунок 21 - Многолетняя изменчивость и квадратичные тренды: (а) запаса плавучести (кг м-2) слоя от поверхности до дна и (б) придонных концентраций растворенного кислорода (мл л-1) в юго-западной части Северного Каспия; (в) среднего градиента плотности (кг м-4) и (г) придонного кислорода в глубоководной котловине Среднего Каспия В настоящее время эти тенденции привели к весьма серьезному глубинному дефициту кислорода и ухудшению экологической ситуации на КМ в целом (Сапожников и др., 2006, Катунин и др., 2007).
Серьезные многолетние изменения гидролого-гидрохимического режима КМ вызвали необходимость раздельных оценок климатической T,S-структуры за 1949-1977 гг. и 1978-2000 гг. В (Косарев, Тужилкин, 2000, Тужилкин, Косарев, 2002) показано, что генеральные черты климатических T,S-полей в КМ при этом сохранились. В частности, при 1.5-кратном росте речного стока расстояние середины S-фронтальной зоны (изохалин 7-8Й) Северного Каспия от устья дельты Волги увеличилось на 35% (от 100 до 135 км), ее ширина уменьшилась, а средний градиент солености увеличился на 10-15%. В целом по морю статистически значимо (при 5%-м уровне) изменилась соленость: ее уменьшение составило от -3Й на приустьевом волжском мелководье до - 0.2ЕЦ0.6Й в остальной части верхнего 100-м слоя всего КМ. Температура, наоборот, значимо повысилась на 0.3-0.5С лишь в Южном Каспии ниже 300 м.
Важным (хотя статистически и незначимым) фактом стало зимнее потепление вод на северном и восточном шельфе КМ, возраставшее с севера на юг от 0.3 до 0.9С.
--кг м Запас плавучести, Градиент плотности, кг м мл/л Растворенный кислород, мл/л Растворенный кислород, Исследование связанных с этими вариациями изменений условий вентиляции глубинных вод КМ показало, что, с 1960-х гг. зимняя температура (плотность) поверхностных вод над глубоководными котловинами Среднего и Южного Каспия была выше (ниже) уровня ее значений уже на горизонте 100 м (рис. 22а,в), что делало невозможным проникновение локальной осенне-зимней конвекции в более глубокие слои. После 1978 г. значение конвекции в вентиляции вод КМ еще более снизилось.
8 (б) (а) 7 6 5 4 3 2 1 1974 1976 1978 1980 1982 1984 1974 1976 1978 1980 1982 1910.0 10.(в) (г) 10.5 10.11.0 11.11.5 11. 1974 1976 1978 1980 1982 1984 1974 1976 1978 1980 1982 19Г о д ы Г о д ы Рисунок 22 - Многолетняя изменчивость температуры (а, б, С) и потенциальной плотности (в, г, кг м-3) воды в наиболее глубоководной (а, в) и восточной (б, г) частях разреза ДивичиКендерли в Среднем Каспии (Y на рис. 5б), на рис. 22а,в: 1 - горизонт 0 м, 2 - 100 м, 3 - 6м; на рис. 22б,г: 1- у дна на шельфе, 2 - у дна на склоне, 3 - у дна в абиссали В диссертации показано, что наиболее реальным вентиляционным процессом в КМ может быть склоновый каскадинг. Впервые это предположение было сформулировано еще Н.М. Книповичем. Впоследствии было установлено, что на восточных мелководьях (Пахомова, Затучная, 1966) и на северном свале глубин КМ (Косарев, 1975) в 1950-1960-е гг. зимой регулярно формировались воды с T,S-характеристиками и плотностью, близкими к глубоководным. В диссертации показано, что после 1978 г. такие условия наблюдались лишь эпизодически на восточном шельфе в Среднем Температура, С -Потенциальная плотность, кг м Каспии: в 1983-84 гг. (рис. 22г) и в 1990-1991 гг. На основе теоретических оценок установлено, что каскадинг в Каспийском море имеет небольшую интенсивность, происходит почти без вовлечения в тонком придонном слое толщиной порядка 10-15 м, который чрезвычайно редко охватывался батометрическими наблюдениями. Тем не менее, даже такой каскадинг способен полностью обновить котловину Среднего Каспия ниже 500 м и Южного Каспия ниже 750 м в течение одной экстремально суровой зимы.
Весьма значительные и резкие межгодовые увеличения потенциальной плотности придонных вод Среднего Каспия в 1976-1977 гг. и в 1983-1984 гг. на рис. 22г подтверждают реальность этих оценок.
В диссертации отмечено, что большинство выявленных по данным судовых наблюдений трендов и режимных сдвигов в многолетней изменчивости T,S-структуры вод КМ и ЧМ подтверждается результатами анализа спутниковых наблюдений температуры поверхности этих морей (ТПМ) в (Ginzburg et al., 2005, 2008). В этих же публикациях была исследована 3-6летняя квазипериодичность в ТПМ КМ и ЧМ и ее связь с циклом Эль-НиньоЮжное колебание (ЭНЮК). На рис. 23 представлены сезонно-многолетние диаграммы ТПМ по данным ГМС Бекдаш (Tuzhilkin, Kosarev, 2005) и Туапсе на восточных берегах, соответственно, КМ и ЧМ вместе с рядом индексов ЭНЮК.
Они подтверждают выводы (Ginzburg et al., 2005, 2008) о сходстве многолетней изменчивости ТПМ ЧМ и КМ и об отсутствии ее однозначных связей с ЭНЮК (и другими аналогичными индексами). Вместе с тем, следует отметить, что рассогласования между ними происходили в период режимных сдвигов в конце 1950-х и 1970-х гг., когда цикл ЭНЮК нарушался (Yasunaka, Hanawa, 2005).
Между этим событиями со временем устанавливалось положительное соответствие индекса ЭНЮК и ТПО ЧМ и КМ.
В целом, анализ многолетней изменчивости T,S-структуры вод КМ и ЧМ свидетельствует о ее сложном негармоническом характере, меняющемся после каждого режимного сдвига, что делает неэффективным поиск статистических связей (в т.ч. нелинейных многомерных) между природными процессами.
(а) 2.1.0.-1.(б) 1950 1955 1960 1965 1970 1975 1980 1985 1990 19(в) Годы 1965 1970 1975 1980 1985 1990 1995 2000 20Годы Рисунок 23 - Диаграммы сезонно-межгодовой изменчивости (а) температурного индекса цикла Эль-Ниньо-Южное колебание и температуры (С) поверхностного слоя: (б) у восточного берега Среднего Каспия по данным ГМС Бекдаш (№ 6 на рис. 5б), (в) у Российского берега Черного моря по данным ГМС Туапсе (№ 8 на рис. 5а); вертикальными штриховыми линиями показаны годы Эль-Ниньо В диссертации представлены примеры поиска таких связей, в т.ч. на основе технологии искусственных нейронных сетей. За некоторыми исключениями они практически не имеют прогностической ценности. На качественном уровне можно говорить о некотором соответствии между природными процессами при осреднении за 5 и более лет. Например, на рис. такое соответствие прослеживается в увеличении с середины 1970-х до начала 1990-х гг. индексов циркуляции атмосферы, региональной завихренности ветра и показателей интенсивности фронтальных зон в ЧМ и КМ.
ENSO T-index Месяцы Месяцы 1(а) 0.10.0.0.3 -0.-0.1960 1970 1980 19-(б) 2.-1.-1.0 -0.0.0 1960 1970 1980 192 (в) 1.9 1.8 1.7 1.6 1.5 1.4 1960 1970 1980 19Г о д ы Рисунок 24 - Многолетняя изменчивость средних за пятилетия: (а) повторяемости W-формы циркуляции (1), индексов ЭНЮК (2) и САК (3), (б) зимней относительной завихренности ветра (10-5 с-1) над Черным морем (4) и летней вдольбереговой компоненты ветра (м с-1) у восточного берега Среднего Каспия (5), (в) разности зимней солености (Й) на горизонте 1м между центральной и прибрежной областями Черного моря (6) и летней поверхностной температуры воды (С) между западным и восточным берегами Среднего Каспия (7) В заключении сформулированы результаты и выводы диссертации, наиболее важные из которых составляют предмет защиты и представлены на стр. 5-7 настоящего автореферата.
Список публикаций по теме диссертации 1. Блатов А.С., Тужилкин В.С. О причинах сероводородного заражения вод Черного моря // География в школе, 1977, № 6, с. 64-65.
2. Блатов А.С., Косарев А.Н., Тужилкин В.С. Изменчивость гидрологической структуры вод Черного моря и ее связь с внешними факторами // Водные ресурсы. - 1980. - № 6. - С.71-82.
3. Блатов А.С., Владимирцев Ю.А., Косарев А.Н., Тужилкин В.С. Некоторые аспекты циркуляции и термохалинной структуры вод северо-западной части Черного моря / Географич. аспекты изучения гидрологии и гидрохимии Аз.Черн. бассейна. - Л.: Геогр. об-во. - 1981. - С. 126-136.
4. Блатов А.С., Залогин Б.С., Косарев А.Н., Тужилкин В.С. Основные особенности гидрологических условий Черного моря // Жизнь Земли. - 1982.
- № 18. - С. 86-94.
5. Блатов А.С. Булгаков Н.П., Иванов В.А., Косарев А.Н., Тужилкин В.С.
Изменчивость гидрофизических полей Черного моря. - Л.: Гидрометеоиздат.
Ц 1984. - 240 с.
6. Блатов А.С., Косарев А.Н., Перминов С.М., Тужилкин В.С. Средний и Южный Каспий. Течения / Каспийское море. Гидрология и гидрохимия. - М.: Наука. - 1986. - С. 94-105.
Индекс W-типа циркуляции атмосферы ---Вдольбереговая Отн. завихренность компонента ветра, м с оо ветра, 10 с Индексы САК и ЭНЮК о Разность солености, / Разность температуры, С 7. Косарев А.Н., Тужилкин В.С. Средний и Южный Каспий. Межгодовая изменчивость / Каспийское море. Гидрология и гидрохимия. - М.: Наука. - 1986. - С. 198-206.
8. Блатов А.С., Залогин Б.С., Косарев А.Н., Тужилкин В.С. Вертикальная гидрологическая структура вод Черного моря // Жизнь Земли. - 1986. - № 22.
- С. 42-46.
9. Голубев Ю.Н., Тужилкин В.С. Кинематика и структура вод антициклонического вихревого образования в центральной части Черного моря // Океанология. - 1990. - Т. 30, вып. 4. - С. 575-581.
10. Голубев Ю.Н., Тужилкин В.С. Некоторые аспекты синоптической изменчивости гидрофизических полей Черного моря. - Севастополь: МГИ АН УССР. - 1990. 72 c.
11. Еремеев В.Н., Иванов В.А., Тужилкин В.С. Климатические черты внутригодовой изменчивости гидрофизических полей шельфовой зоны Черного моря. - Севастополь: МГИ АН УССР. - 1991. - 52 с.
12. Голубев Ю.Н., Тужилкин В.С. Динамика и энергетика антициклонического вихревого образования в центральной части Черного моря летом 1984 г. // Океанология. - 1992. - Т. 32, вып. 3. - С. 428-435.
13. Еремеев В.Н., Иванов В.А., Косарев А.Н., Тужилкин В.С. Климатическая внутригодовая изменчивость геострофической циркуляции вод Основного Черноморского течения // Морской гидрофиз. журнал.- 1992.- № 3.- С.55-73.
14. Eremeev V.N., Ivanov V.A., Kosarev A.N., Tuzhilkin V.S. Climatic thermohaline fields of the Black Sea deep waters with mesoscale resolution: Three-dimensional structure and annual variability / Problems of the Black Sea. Int. Conf.
Sevastopol, November 10-15, 1992.Ц Sevastopol: MHI UAS.Ц 1992.- P. 209-220.
15. Мамаев О.И., Архипкин В.С., Тужилкин В.С. T,S-анализ вод Черного моря // Океанология. - 1994. - Т. 34, вып.2. - С. 178-192.
16. Eremeev V.N., Ivanov V.A., Kosarev A.N., Tuzhilkin V.S. Annual and semiannual harmonics in the climatic salinity field of the Black Sea / Diagnosis of the state of marine environment of the Azov-Black Sea basin. - Sebastopol:
MHI NUAS. - 1994. - P. 89-101.
17. Eremeev V.N., Ivanov V.A., Trukhchev D.I., Tuzhilkin V.S. Climatic circulation of Black Sea waters derived from adaptation calculations with mesoscale resolution / Diagnosis of the state of marine environment of the Azov-Black Sea basin. - Sebastopol: MHI NUAS. - 1994. - P. 121-135.
18. Косарев А.Н., Тужилкин В.С. Климатические термохалинные поля Каспийского моря. - М.: СОРБИС. - 1995, 96 с.
19. Лепехина И.Н., Саванов В.Л., Тужилкин В.С., Ярыгина Т.А.
Полициклические модели среднемноголетних полей температуры и солености Каспийского моря // Труды ГОИН. Юбил. вып. 3.- 1995.-С. 44-55.
20. Trukhchev D., Kosarev A., Tuzhilkin V. Specific features of the Black Sea seasonal climatic circulation: Part I. Variability of the upper layer circulation // Comptes rendus de lТAcad. Bulgare des sci. - 1995. - Vol. 48, No 8. - P. 21-24.
21. Trukhchev D., Tuzhilkin V.. Kosarev A. Specific features of the Black Sea seasonal climatic circulation: Part II. Deep sea circulation and evolution of the cold intermediate layer // Ibid. - 1995. - Vol. 48, No 9-10. - P. 35-38.
22. Trukhchev D., Kosarev A., Ivanova D., Tuzhilkin V. Numerical analysis of the general circulation in the Caspian Sea // Ibid.Ц 1995.-Vol. 48, No 11-12.-P.31-34.
23. Тужилкин В.С., Косарев А.Н., Трухчев Д.И., Иванова Д.П. Сезонные особенности общей циркуляции вод глубоководной части Каспийского моря // Метеорология и гидрология. - 1997. - № 1. - С. 91-99.
24. Косарев А.Н., Тужилкин В.С. Климатический годовой цикл изменчивости термохалинной структуры вод Каспийского моря // Водные ресурсы. - 1997.
- № 2. - С. 104-112.
25. Иванов В.А., Косарев А.Н., Тужилкин В.С. Экспериментальная версия компьютерного атласа климатических термохалинных характеристик Черного моря / Экологическая безопасность прибрежной и шельфовой зон и комплексное использование ресурсов шельфа. - Севастополь: МГИ НАН Украины. - 1999. - С.231-240.
26. Tsvetsinsky A.S., Mikhailov N.N., Tuzhilkin V.S., Information-Analytical System on the Black Sea Environmental Conditions / Proc. of the Ninth (1999) Int. Offshore and Polar Eng. Conf., Brest, France, May 30-June 4, 1999. - Cupertino: Int. Society. of Offshore and Polar Engineering. - 1999. - P. 413-417.
27. Косарев А.Н., Тужилкин В.С., Красножон Г.Ф. Гидрология и циркуляция вод Каспийского моря / Сборник докладов Междунар. научн. семинара по экологическим проблемам прикаспийского региона, 1-3 декабря 1999 г., г.
Москва. - М.: Наука. - 2000. - С.165-175.
28. Косарев А.Н., Тужилкин В.С. О многолетних изменениях термохалинного режима вод Каспийского моря // Научный бюллетень Каспийского плавучего университета. - 2000. - № 1. - С.26-38.
29. Kosarev A.N., Tuzhilkin V.S., The main features of the Caspian Sea water thermochaline structure and their decadal variability // Caspian Floating University Research Bullettin. - 2000. - No 1. - P.38-30. Тужилкин В.С., Косарев А.Н. Изменчивость летней термохалинной структуры вод Северного Каспия при разных уровенных режимах // Вестник МГУ. - Сер.5. География. - 2002. - № 5. - С. 61-67.
31. Тужилкин В.С., Косарев А.Н. Термохалинная структура вод Каспийского моря и ее временная изменчивость по современным данным // Вестник Каспия. - 2002. - № 3 (35). - С. 97-110.
32. Русакова К.А., Лукьянов.Ю.С., Тужилкин В.С., Цыцарин А.Г. К вопросу о сезонной изменчивости геохимического барьера в Северном Каспии // Труды ГОИН. - 2002. - Вып. 208. - С. 231-241.
33. Тужилкин В.С., Косарев А.Н. Климатические особенности весенне-летней эволюции термохалинной структуры вод Каспийского моря по современным данным / Гидрометеорологические аспекты проблемы Каспийского моря и его бассейна.- СПб.: Гидрометеоиздат.-2003.- С.141-134. Тужилкин В.С., Косарев А.Н. Многолетняя изменчивость вертикальной термохалинной структуры вод глубоководных частей Каспийского моря // Водные ресурсы. - 2004. Т. 31. № 4. - С. 414-421.
35. Косарев А.Н., Тужилкин В.С., Даниялова З.Х., Архипкин В.С. Гидрология и экология Черного и Каспийского морей / География, общество, окружающая среда. Т. 6. Динамика и взаимодействие атмосферы и гидросферы. - М.: Изд. дом УГородецФ. - 2004. - С. 218-288.
36. Kosarev A.N., Tuzhilkin V.S., Kostianoy A.G. Main features of the Caspian Sea hydrology / Dying and Dead Seas. - Dordrecht: Kluver Academic Publishers. - 2004. - P. 159-184.
37. Иванов В.А., Косарев А.Н., Тужилкин В.С. К истории экспедиционных океанографических исследований Черного моря // Экологическая безопасность прибрежной и шельфовой зон и компл. использ. ресурсов шельфа. - Севастополь: НАН Украины, МГИ. - 2004. - Вып. 10. - С. 9-16.
38. Тужилкин В.С., Берлинский Н.А., Косарев А.Н., Налбандов Ю.Р.
Многолетняя изменчивость летних термохалинной и кислородной структур вод в северо-западной части Черного моря // Экология моря. - 2004. - Вып.
65. - С. 75-86.
39. Vorontsov A., Mikhailov N., Nalbandov Yu., Tuzhilkin V., Using the integrated information technology based on GIS for marine environmental data management and creation of reference books of the hydrometeorological conditions / Proc. of "The Colour of Ocean Data" Int. symp. on oceanographic data and information management with special attention to biological data, Brussels, Belgium, 25-November, 2002. - Paris: UNESCO/IOC, VLIZ. - 2004. - P. 279-289.
40. Тужилкин В.С. Особенности вертикальной термохалинной структуры вод глубоководной части Каспийского моря в концах последних многолетних периодов понижения и повышения уровня его поверхности. // Труды ГОИН.
Ц 2005. - Вып. 209. - С. 199-216.
41. Тужилкин В.С., Косарев А.Н. О течениях Северного Каспия // Вестник Каспия. - 2005. - № 6. - С. 83-98.
42. Tuzhilkin V.S., Kosarev A.N., Thermohaline Structure and General Circulation of the Caspian Sea Waters // The Caspian Sea Environment (Hdb Env Chem. Vol.
5. Part P (2005): 33Ц57. DOI 10.1007/698_5_003) - Berlin Heidelberg: SpringerVerlag. - 2005. - P. 33-57.
43. Tuzhilkin V.S., Katunin D.N., Nalbandov Yu.R., Natural Chemistry of Caspian Sea Waters // Ibid. (DOI 10.1007/698_5_005) - Berlin Heidelberg: SpringerVerlag. - 2005. - P. 83-108.
44. Берлинский Н.А., Тужилкин В.С., Косарев А.Н., Налбандов Ю.Р.
Изменчивость гидрофизических полей и придонной гипоксии // Северозападная часть Черного моря: биология и экология. - Киев: Наукова Думка. - 2006. - С. 25-58.
45. Тужилкин В.С., Наколюшкин И.Ю., Трухчев Д.И. Кинематические параметры климатического режима распространения консервативных пассивных частиц в Черном море /Труды ГОИН.-2007.-Вып. 210.-С.165-181.
46. Тужилкин В.С. Региональные аспекты зимней вентиляции холодных промежуточных вод в Черном море / Водные массы океанов и морей. - М.:
МАКС-пресс. - 2007. - С. 189-207.
47. Тужилкин В.С., Косарев А.Н. Гидрология и динамика вод Черного и Каспийского морей / Там же. - С. 208-237.
48. Тужилкин В.С., Гончаров А.В. О вентиляции глубинных вод Каспийского моря // Труды ГОИН. - 2008. - Вып. 211. - C. 27-39.
49. Tuzhilkin V.S. Thermohaline Structure of the Sea // The Black Sea Environment (Hdb Env Chem Vol. 5, Part Q (2008): DOI 10.1007/698_5_077). - Berlin Heidelberg: Springer-Verlag. - 2008. - P. 217-254.
50. Tuzhilkin V.S. General Circulation // Ibid. (DOI 10.1007/698_5_090) - Berlin Heidelberg: Springer-Verlag. - 2008. - P. 159-194.
51. Косарев А.Н., Тужилкин В.С. Годовой цикл изменчивости климатической термохалинной структуры вод Каспийского моря / IY-я конференция "Динамика и термика рек, водохр., внутр. и окраин. морей. Тез. докл. - Т.2. - М.: ИВП РАН. - 1994. - С. 207-209.
52. Тужилкин В.С. Глубокие внутренние моря: характерные особенности структуры и общей циркуляции вод / Конференция УСовременные проблемы комплексного исследования морейФ. Тез. докл. - М.: ГОИН. - 1995. - С. 20-22.
53. Наколюшкин И.Ю., Тужилкин В.С. Внутригодовая изменчивость объемных термохалинных характеристик вод холодного промежуточного слоя Черного моря / Там же - С. 54-55.
54. Наколюшкин И.Ю., Тужилкин В.С. Режимы распространения и трансформации холодных промежуточных вод в Черном море/ Там же С.56.
55. Тужилкин В.С., Наколюшкин И.Ю., Трухчев Д.И. Климатические траектории распространения вод холодного промежуточного слоя Черного моря / Современные проблемы промысловой океанологии. Тез. докл. - СПб.:
1997. - С. 89-90.
56. Тужилкин В.С., Наколюшкин И.Ю. Климатический режим холодного промежуточного слоя Черного моря / Диагноз состояния экосистемы Черного моря и зоны сопряжения суши и моря.-Севастополь.-1997.- С.25-27.
57. Kosarev A.N., Tuzhilkin V.S., Conditions of winter convective in the deep inland seas of the south of Europe / International Conference УOceanography of the Eastern Mediterranean and Black Sea. Similarities and differences of two interconnected basinsФ, 23-26 February 1999, Aphens, Greece. Abstracts. - Aphens. - 1999. - P. 154-155.
58. Tuzhilkin V.S., Nakolushkin I.Yu., Climatic features of the Black Sea cold intermediate layer ventilation / Ibid - 1999. - P. 175-176.
59. Тужилкин В.С. Пространственная структура годового цикла изменчивости полей температуры и солености в основном бароклинном слое Черного моря. / Труды 5-й конференции УДинамика и термика рек, водохранилищ и прибрежной зоны морей, Москва, 22-26 ноября 1999 г.. - М.: ИВП РАН. - 1999. - С. 206-208.
60. Наколюшкин И.Ю., Тужилкин В.С. Лагранжевы характеристики климатической циркуляции вод поверхностного слоя восточной части Черного моря / Там же. - С. 199-201.
61. Косарев А.Н., Тужилкин В.С., Архипкин В.С. Гидрологические особенности северных шельфовых областей Черного и Каспийского морей: сходство и различия. / Тезисы докладов международной конференции УСовременные проблемы океанологии шельфовых морей России, г. Ростов-на-Дону. - 13-июня 2002 г.Ф - Мурманск:, ММБИ РАН, 2002. - С. 114-117.
62. Tuzhilkin V.S., Kosarev A.N., Ivanov V.A., Arkhipkin V.S., Seasonal variations in thermohaline structure of Black and Caspian seas: special features / Proc. Int.
Conf. УScientific and Policy challenges towards an effective management of the marine environment. Emphasis on the Black Sea and the Mediterranean Regions, 12-18 October 2003. - Albena, Bulgaria. - P. 111-112.
63. Tuzhilkin V., Vorontsov A. The space-time structure climatic interannual variability of the temperature and salinity fields in the main baroclinic layer of the Black Sea / Ibid. - P. 302.
64. Vorontsov A., Tuzhilkin V. The using of GIS for creation reference book of the hydrometeorological conditions of the Black Sea / Ibid. - P. 396-397.
65. Тужилкин В.С., Косарев А.Н. Многолетняя изменчивость температуры воды в районе апвеллинга у восточного берега Среднего Каспия / Труды 6-й конференции УДинамика и термика рек, водохранилищ и прибрежной зоны морей, Москва, 22-26 ноября 2004 г. - М.: ИВП РАН. - 2004. - С. 263-266. Tuzhilkin V., Vorontsov A. Creation and use of specialized base of oceanographic Black Sea data for research of Hybrid Rossby-coastal Trapped Vawes in Annual Cycle Variability of Horizontal Marine Structure // Proc. Int.
Conf. IMDIS 31.05-03.06.2005, Brest France. - Brest: IFREMER. - 2005. P. 67. Воронцов А.А., Тужилкин В.С., Цвецинский А.С. Опыт разработки интерактивной технологии информационной поддержки морской деятельности // Теория, методы проектирования, программно-техническая платформа корпоративных информационных систем. - Новочеркасск:
ЮРГТУ(НПИ). - 2005. - С.43-44.
68. Косарев А.Н., Иванов В.А., Тужилкин В.С., Берлинский Н.А. Особенности многолетних тенденций гидролого-гидрохимических условий северозападных шельфовых областей Черного и Каспийского морей (1960-1990х гг.) / Современное состояние экосистем Черного и Азовского морей/ Тез.
Докл. Международной научной конф. (Крым, Донузлав, 13Ц16 сентября 2005 г.). - Севастополь: НПЦ УЭКОСИ-ГидрофизикаФ. - 2005. - С. 43-44.
69. Тужилкин В.С. Термохалинные проявления климатической суббассейновой динамики вод Черного и Каспийского морей / Там же. - С. 130-131.
70. Тужилкин В.С. Основная фронтальная зона Черного моря в поле солености на горизонте 100 м: климатические значения параметров / Фундаментальные исследования важнейших проблем естественных наук на основе интеграционных процессов в образовании и науке. Международная научная конференция 19Ц24 августа 2006 г., г. Севастополь. Тезисы докладов. - Севастополь: МГИ НАНУ. - 2006. - С. 117-118.
71. Тужилкин В.С. Основная фронтальная зона Черного моря в поле солености на горизонте 100 м: многолетняя изменчивость параметров / Там же.Ц С.119.